Cuatro sectores de afloramientos con unidades devónicas se pueden reconocer de norte a sur en la Precordillera:

A)Sector norte de la Precordillera entre el Río Jachal (San Juan) y Sierra de La Punilla (límite con La Rioja)

B) Sector central de la Precordillera entre el Río Jachal (San Juan) y Río San Juan (San Juan)

C) Sector de la Precordillera entre el Río San Juan (San Juan) y el límite con Mendoza

D) Sector de la Precordillera entre el límite con San Juan y el Río Mendoza

PRECORDILLERA ORIENTAL Y CENTRAL: AREA DEL RIO JACHAL

Representado desde el Devónico inferior al superior por el Grupo Gualilán

DEVONICO SUPERIOR

Grupo Chinguillos

Fm. Chigua

Su base se presenta en contacto tectónico con la Formación Pircas Negras, y en su techo es cubierta en discordancia angular por depósitos carboníferos de la Formación Volcán. Furque y Baldis (1973) reconocen en esta formación dos miembros: Chavela (inferior) y Ramadita (superior), que interpretan como una sucesión sedimentaria continua, con fósiles comunes que indican una edad del Devónico medio-superior?. -

Miembro Chavela. Se compone de lutitas, escasas areniscas con concreciones, e intercalaciones de lentes calcáreas con fauna marina en la que Baldis y Longobuco (1977) registran Punillaspis argentina y Phacops chavelai, asociados a Haplostigma furquei, Tornoceras baldisi (Leanza, 1968), además de otras formas de trilobites, amonoideos, pelecípodos, orthocerótidos y conuláridos, que indican una edad givetiana. El espesor de este miembro es de aproximadamente 220 m y su base está erosionada. -

Miembro Ramadita. Está compuesto por lutitas con intercalaciones de lentes calcáreas y escasas areniscas, conteniendo restos de trilobites y gastrópodos asociados a Haplostigma furquei. El techo de esta unidad está limitado por fractura, y su espesor máximo es de 480 metros. Ambos miembros presentan intrusiones de diques y filones de basaltos, lamprófiros, pórfiros andesíticos y/o dacíticos.

GRUPO GUALILÁN

Fm Punta Negra

Esta unidad fue definida por Bracaccini (1949) y, a diferencia de la Formación Talacasto, presenta marcados cambios laterales de facies (Baldis, 1973), correspondiendo a la Precordillera Central, las «facies características» y «el cambio de facies hacia el noroeste» del citado autor. González Bonorino (1975a, b) propuso el carácter turbidítico de sus depósitos, en un ambiente de abanico submarino detrítico, en un rise de plataforma, con aporte del área pampeana. En contrapartida, Astini (1990b) interpreta esta unidad como un sistema de fan delta, mientras que Poiré y Morel (1996), en base al estudio de la relación entre procesos sedimentarios, facies sedimentarias y restos de plantas, también concluyen que las sedimentitas de esta unidad se habrían originado en un ambiente depositacional de aguas someras.

A pesar de los diversos estudios realizados, la única columna estratigráfica conocida de la Formación Punta Negra es la publicada por Peralta y Ruzycki de Berenstein (1990) en el perfil de los Caracoles, entre los ríos Sasso y Sassito, área del río San Juan . Allí, su tramo basal está caracterizado por una sucesión de lutitas verdes y moradas en alternancia, de marcada distribución regional (véase Baldis, 1975a), que contiene concreciones pelíticas, en partes fosfáticas, de coloración pardo- rojiza a pardo-amarillenta.

Hacia arriba pasa, en transición litológica, a los depósitos de wackes y pelitas, que en parte conforman secuencias bitemáticas o heterolíticas, que en el ámbito de la Precordillera Central caracterizan a la Formación Punta Negra. Estos depósitos consisten en capas finas a medianas de areniscas (wackes) que intercalan con pelitas, con estructura turbidítica, que contienen restos vegetales de Haplostigma furquei, Cyclostigma, Sporongites? (Frenguelli, 1951, 1952).

Peralta y Ruzycki de Berenstein (1990) y Peralta y Aceñolaza (1988) reconocen, en el tramo inferior y medio de la Formación Punta Negra, trazas de la icnofacies de Nereites, y en el tramo superior, de la icnofacies de Cruziana. Esto permite interpretar una gradual somerización del ambiente depositacional, coherente con los procesos de continentalización descriptos para la parte superior de la unidad en el área de Bachongo por Cuerda et al. (1988a). En el área de la Pampa de Bachongo, Cuerda et al. (1988a, 1990) reconocen, en la parte superior de la Formación Punta Negra, una sucesión de 65-70 m de espesor y arreglo estrato-granocreciente.

En los 10 m inferiores predominan limolitas arenosas de color rojo oscuro. Continúan bancos de areniscas feldespáticas, de 0,80 m de espesor, que intercalan con bancos de 0, 10 a 0,30 m de limolitas de coloración pardo rojiza. Hacia la parte superior predominan bancos de areniscas gruesas, sabulitas y conglomerados lenticulares, que muestran estructuras de relleno en artesa, con dirección de paleocorrientes hacia el noroeste. La base de esta formación es transicional con los depósitos de la Formación Punta Negra, y en el techo está limitada por una superficie de discordancia erosiva, que la separa de los depósitos carboníferos de la Formación Andapaico.

Es necesario destacar que Cuerda et al. (1990) señalan que la asociación cuarzo - feldespática determinada para las areniscas de la Formación Bachongo, muestra similitudes con la descripta por López Gamundí y Espejo (1987) para las sedimentitas carboníferas de Precordillera, y no con la asociación cuarzo-líticos metamórficos, descripta por González Bonorino (1975a, b) para la Formación Punta Negra. Sin embargo, a pesar de ello, estos autores sugieren para ambas unidades una misma área de aporte.

Fm. Talacasto

Esta unidad, definida por Padula et al. (1967), presenta su sección tipo en la quebrada homónima, donde alcanza un espesor aproximado de 600 metros. Si bien esta formación presenta de norte a sur una franca disminución de espesor, esto no es acompañado por un marcado cambio de facies, como ocurre con los depósitos silúricos. Así es como desde Jáchal hasta el sur del río San Juan, pueden reconocerse en la Formación Talacasto los cuatro miembros definidos por Espisúa (1968) y Baldis (1975a). En este trabajo, acordando con el criterio sustentado por Astini (1991), no incluiremos en la Formación Talacasto, al Miembro superior de Lutitas Verdes y Moradas definido por Baldis (1975a), por entender que el mismo forma parte, desde el punto de vista del ambiente depositacional, de la Formación Punta Negra, con la que guarda una clara relación de transición litológica, y no con la Formación Talacasto, cuyos depósitos sobreyace en discontinuidad estratigráfica - Miembro de lutitas verdes (inferior). Consiste en fangolitas, en partes lutitas, de coloración verde grisácea, que contienen niveles de concreciones pelíticas pardo oscuras, a veces fosilíferas, con restos de Conularia quichua, Ambocoelia pseudoumbonata, rynchonellidos, leptocoelidos, bivalvos, lamelibranquios nuculoideos, corales tipo Rugosa de hábitos solitarios, y trazas cilíndricas de excavación. Esta unidad incluye la asociación de braquiópodos lochkovianos mencionada por Herrera (1993), integrada por Sanjuanetes andina, Athyris sp., Meristella n.sp., Coelospira sp., Língula sp., Salopina sp. A y sp. B., Mertaplasia baldisi, Spinoplasia pobletensis, Schizotreta sp., Anoplia sp., Boucotia sp., Pusilloplasia parva, Pacificocoelia cf. nuñezi y Howelllla n.sp., entre otras formas. - Miembro de areniscas azules. Está compuesto por capas de hasta 0, 50 m de espesor de areniscas finas a muy finas, en parte con intercalaciones fangolíticas bioturbadas, presentando el conjunto coloración verdosa a verde grisácea. Las capas presentan, en general, base neta y tope plano u ondulado, con gradación a pelitas. Internamente predomina la estratificación paralela plana u ondulada, sin cambios texturales marcados. Este miembro es portador de braquiópodos de la fauna malvinocáfrica, y trilobites referidos por Baldis (1979) a la Provincia Central Andina, siendo frecuentes en estos depósitos las trazas de Zoophycos (Peralta et al., 1989). En el área del río San Juan, en la parte superior de este miembro, se presenta un banco de areniscas medianas con cemento calcáreo, portador de Scaphiocoelia boliviensis,
Pleurothyrella knodi, Australocoelia tourtelotti, Schellwienella inca, Orbiculoidea baini, O. bodenbenderi, Lingula lepta. Las dos primeras formas, hasta el presente, sólo han sido registradas en el área del río San Juan; S. boliviensis indicaría una edad gediniana - siegeniana por analogía con la cuenca de Tarija (Baldis, 1975a). A estas formas se asocian trilobites que incluyen géneros autóctonos (Baldis, 1967) y bohémicos (Baldis y Peralta, 1991), además de pelecípodos nuculoideos, cefalópodos nautiloideos y gastrópodos. - Miembro de areniscas con concreciones esferoidales.
Equivale al miembro de lutitas nodulares de Espisúa (1968). Está integrado por capas finas a medianas de areniscas muy finas a finas con intercalaciones fangolíticas de coloración verdosa. Contiene niveles de concreciones esferoidales
pelítico-calcáreas, con tamaños del orden del metro en Talacasto y Jáchal, y menor en el área del río San Juan, portadoras de Australocoelia tourtelotti, Australospirifer antarticus, Orbiculoidea baini, O. bodenbenderi y
Schellwienella inca, a los que se asocian, entre otras formas, trilobites, orbiculoideos, pelecípodos, gastrópodos y briozoarios. La edad devónica inferior de la Formación Talacasto surge con los estudios de su fauna de braquiópodos, realizados por Amos y Boucot (1965), Levy y Nullo (1970a, b; 1972a, b) y Méndez Alzola y Sprechmann (1971), y de trilobites por Baldis (1975a, b; 1979). Nuevos datos, en relación con la fauna de braquiópodos, son aportados por Herrera (1993), quién reconoce, en el tramo basal de la unidad, una asociación integrada por los géneros Sanjuanetes, Spinoplasia, Meristella y Boucotia, que indican una edad lochkoviana (no basal), o sea pre-Emsiano. En el tramo medio y superior registra una asociación compuesta por formas de los géneros Australostrophia, Mutationella, Pleurochonetes,«Eodevonaria», Protoleptostrophia, Plicoplasia, Australocoelia, Australospirifer, que indican una edad pragiana a emsiana tardía. La presencia de cuerpos arenosos de marcada extensión regional (Astini, 1990a) en la parte superior de la Formación Talacasto, con estratificación entrecruzada a mediana escala, tangencial a la base, y su asociación con trazas fósiles de Zoophycos (Peralta et al., 1989), sugieren un ambiente de plataforma externa. Esto es coherente con el carácter de comunidades bentónicas de plataforma señalado para algunas de las asociaciones fosilíferas de la Formación Talacasto (Padula et al., 1967; Baldis, 1975a, b). La base de la Formación Talacasto yace en paraconcordancia sobre los depósitos silúricos de las Formaciones Los Espejos y Tambolar, involucrando un hiato extendido entre el Ludlowiano superior y el Lockoviano (Herrera, 1993). Sin embargo, en el área del cerro del Fuerte, Benedetto et al. (1992), en base al registro de braquiópodos, ubican el límite Silúrico - Devónico en el tope de la Formación Los Espejos (véase discusión en Silúrico, este capítulo). El tope de la Formación Talacasto está representado por un nivel de areniscas ferruginosas, en partes oolíticas, cubierto en discontinuidad estratigráfica por el miembro de lutitas verdes y moradas de la base de la Formación Punta Negra.

FORMACION PUNILLA

DEVONICO INFERIOR

FORMACION PUNILLA:

Definida por Furque (1956), presenta su estrato-tipo en el flanco occidental de la sierra de La Punilla. Su base se observa en contacto tectónico con la Formación Volcán y su techo se desconoce, al encontrarse erosionado o cubierto por derrubio.

El espesor máximo de la Formación Punilla es de 1884 m (Baldis y Sarudiansky, 1975), y su ambiente es interpretado como marino. Su correlación con las unidades del Grupo Chinguillos ofrece dificultades, al encontrarse desconectadas entre sí, interpretando a la primera como una variación de facies del segundo.

Los citados autores dividen a la Formación Punilla en cuatro miembros:

Miembro de ritmitas verdes grisáceas. Integrado por capas de areniscas normalmente gradadas, con intercalaciones de pelitas, que lateralmente cambian a facies más areniscosas que incluyen ortoconglomerados polimícticos y fangolitas guijarrosas.

Miembro de conglomerados gris verdosos. De poco espesor, está compuesto por conglomerados clasto-soportados, cuya composición indica aporte autoclástico (autofagolitosis), con intercalaciones de areniscas y limolitas, en parte conglomerádicas. Baldis y Sarudiansky (1975) interpretan para estos depósitos una dirección de aporte desde el este, indicando una posible acción del arco de Tontal-Tigre.

Miembro de ritmitas grises. Consiste en capas de areniscas de hasta 0, 50 m de espesor, normalmente gradadas, con intercalaciones pelíticas, que presentan estructura turbidítica. Son frecuentes las bases netas o erosivas, con marcas subestratales, y topes gradacionales.

El conjunto presenta coloración verdosa a verde grisácea. - Miembro de limonitas azules. Está compuesto por limolitas y lutitas, en parte fangolitas guijarrosas, que incluyen clastos de rocas «exóticas» de composición ígnea, metamórfica y calcárea. El conjunto presenta en general, coloración verdosa.

Estudios posteriores realizados por Cingolani et al. (1990) y Caminos et al. (1993), han permitido establecer, sobre la base del registro de paleofloras, que la mayor parte del espesor de la Formación Punilla correspondería a depósitos de edad carbonífera inferior, y sólo su tramo inferior sería de edad devónica

PRECORDILLERA CENTRAL: TALACASTO

Representado desde el Devónico inferior al superior por el Grupo Gualilan

Fm Punta Negra

Fm. Talacasto

Fm Punta Negra

Fm. Talacasto

PRECORDILLERA OCCIDENTAL: LEONCITO-BARREAL-EL PLANCHON

C) Sector de la Precordillera entre el Río San Juan (San Juan) y el límite con Mendoza

PRECORDILLERA ORIENTAL: RINCONADA

FM RINCONADA

Grupo Ciénaga del Medio

Fue instituido por Amos y Marchese (1965) para identificar los niveles del tramo superior del «Pretilítico» de Zöllner (1950). Esta unidad, clásicamente incluida en el Devónico, se reconoce exclusivamente en la Precordillera Occidental sanjuanina, y su extensión en la Cordillera Frontal es reconocida por Padula et al. (1967) y Caminos (1979). Está integrado, de abajo hacia arriba, por las Formaciones Hilario, Lomitas Negras y Tontal, concordantes entre sí.

La aludida edad devónica de las unidades del Grupo Ciénaga del Medio es objeto de discusión, debido a la falta de registro paleontológico diagnóstico. . Sin embargo, la edad de estos depósitos estaría sujeta a las mismas observaciones planteadas para el aludido grupo, en el área de Barreal y Leoncito.

Fm. Tontal

Descripción original: “the main characteristic is the presence of greenish-grey sandstones, with pass into blackish-grey subgrey-wackes and greywackes and a few greenishgrey shales” (Padula et al., 1967, p. 180).

Descripción: se compone de una serie de areniscas de coloración gris verdosa con
intercalaciones delgadas de lutitas verdes que pasan gradualmente a subgrauvacas y
grauvacas negro-verdosas. El conjunto de grauvacas aparece principalmente en el Cerro Leoncito y en el sector E de la zona. Se observa en las areniscas un abundante corrugamiento y clivaje de fractura. La inyección cuarzosa es abundante en forma de venillas que siguen a los planos de clivaje (Baldis, 1964). Las estructuras en la Formación Tontal, sugieren la acción de oleaje y por lo tanto una sedimentación menos profunda, probablemente nerítica con influencia deltaica

Espesor: sin datos.

Relaciones estratigráficas: la unidad suprayace en concordancia con la Fm. Lomitas Negras (Padula et al., 1967) e infrayace en discordancia angular a la
Formación Leoncito, del Carbonífero temprano, al pie occidental de la Precordillera entre Sorocayense y La Pampa de Yalguaraz (Amos y Marchese, 1965; Baldis, 1964). En las estribaciones orientales de la Cordillera del Tigre, más precisamente entre la Estancia Tambillos y la quebrada Agua de Las Pircas, al norte y sur del límite entre las provincias de
San Juan y Mendoza, el grupo infrayace en marcada discordancia angular a rocas de la
Formación Yalguaraz, del Carbonífero Superior (Amos y Rolleri 1965).

Fm. Lomitas Negras

Descripción original: “it shows green and mauve shales with buff quartzite intercalations” (Padula et al., 1967, p. 177).

Descripción: se caracteriza por la abundancia de lutitas de coloraciones verdes, moradas y rojizas. Son lutitas muy finas con algunas intercalaciones de areniscas de poco espesor; aparentemente la coloración morada o rojiza no es singenética. Las lutitas se hallan intensamente deformadas por el tectonismo y esa deformación que sufrieron las lutitas es quizás el factor principal para que se haya implantado en ellas una abundante inyección cuarzosa (Baldis, 1964).

Espesor: el espesor medido es de 170 m (Baldis, 1964).

Relaciones estratigráficas: la unidad se encuentra por encima de la Formación Hilario y por debajo de la Formación Tontal, en ambos casos en relación de
concordancia (Padula et al., 1967).

Paleontología y edad: Amos y Marchese (1965) señalaron el hallazgo de restos de
Chondrites e indicaron que a pesar de que estos fósiles poseían un significado cronológico dudoso, les permitieron separar a esta unidad del Precámbrico. Más tarde, Padula et al. (1967) indicaron que esta unidad poseía el mismo contenido fosilífero que el de la Formación Hilario considerándose una edad devónica temprana para ambas unidades. Asimismo, Baldis, 1971) estableció una equivalencia entre las formaciones Hilario y Lomitas Negras y la Fm. Talacasto, basándose en la relación
estratigráfica concordante que se observaba entre las formaciones Hilario y Lomitas Negras

Observaciones: esta unidad fue definida por Padula et al. (1967) para nombrar al
miembro de Lutitas multicolores definido por Baldis (1964) correspondiente al miembro medio de la sección superior del “Pretilítico”.

Fm. Sandalio

En estudio posterior, Cortés (1992) menciona el hallazgo de lavas almohadilladas, intercaladas en una sucesión clástica deformada, a la cual correlaciona con el Grupo Ciénaga del Medio. Estos depósitos se localizan en el borde occidental del cerro Redondo y oriental del cordón Sandalio, en el noroeste del sector precordillerano de la provincia de Mendoza. Se intruyen en la sección superior de la FM. Hilario y la inferior de Lomitas Negras. La Formación Sandalio corresponden a un ambiente de sedimentación marino profundo, dominada por sedimentación hemipelágica.

Fm. Hilario

Descripción original: “consiste en una sucesión monótona de grauvacas y de areniscas feldespáticas, algo metamorfizadas, de color pardo grisáceo oscuro, con algunas intercalaciones arcillosas. Las grauvacas y areniscas son compactas y masivas, estando constituidas esencialmente por cuarzo y feldespato; el tamaño de los granos es mediano y el grosor de los bancos varía entre 0,40 y 0,60 m (Mésigos, 1953, p. 71).

Descripción: está constituida principalmente por areniscas y areniscas arcillosas grises a pardas, teñidas en parte por óxidos de hierro, lo que les confiere una tonalidad amarillenta. En las mismas hay pequeñas intercalaciones de lutitas pardas o negruzcas. Ocasionalmente se encuentran bancos de 0,50 a 1 m de subgrauvacas de color negro verdoso. La inyección cuarzosa en forma de delgadas venillas emplazadas en planos de clivaje, es escasa (Baldis, 1964). Las areniscas, subgrauvacas y lutitas de coloraciones verdosas presentan características de depositación rítmica (Cuerda y Baldis, 1971).
Espesor: debido a que las grauvacas y areniscas están fuertemente plegadas e
imbricadas, presentando hoy una posición subvertical, se hace difícil calcular su espesor, pero la parte aflorante se estima que alcanza los 400 metros de potencia (Mésigos, 1953, Baldis, 1964).

Relaciones estratigráficas: su base no es visible. Su contacto superior es evidente
estando la unidad recubierta en marcada discordancia angular por la Formación de El Paso (Mississippiano) (Mésigos, 1953).

Extensión geográfica: aflora en el departamento de Calingasta, desde el pueblo llamado Sorocayense hasta más allá de la Estancia el Leoncito arriba, a lo largo del borde occidental de la Precordillera, constituyendo el núcleo del braquianticlinal de El Paso. Los asomos cubren unárea ovalada de 800 metros de largo en sentido norte-sur y unos 400 metros de ancho (Mésigos, 1953).

Paleontología y edad: inicialmente, Zöllner (1950), en su trabajo sobre las observaciones tectónicas en la Precordillera sanjuanina, define al “Pretilítico” como de edad devónica.
Más tarde, Mésigos (1953), al definir a la Formación de Hilario (= Formación Hilario
sensu Baldis, 1964) considera el hallazgo de Angelelli y Trelles (1938), en un área ubicada un poco más al norte en la Quebrada de la Alcaparrosa (Cordón de la Alumbrera), de restos de graptolites asignados a Climacograptus aff. antiquus Lapworth y Amplexograptus sp., indicadores del Ordovícico. De este modo Mésigos (1953), por la semejanza litológica de la unidad en cuestión (núcleo del braquianticlinal de El Paso) con los estratos de la Quebrada de la Alcaparrosa, le atribuye a la unidad una edad ordovícica. No obstante, el autor manifiesta sus dudas acerca de la edad que le asigna a la unidad indicando que ésta carece absolutamente de fósiles, y continúa expresando que él mismo se sorprende de considerar a la unidad como de edad ordovícica, apartándose de la idea de Zöllner (1950), quien había sugerido una edad devónica como la más probable.
Luego, Baldis (1964) al establecer que la Formación Hilario correspondía al miembro de Areniscas amarillentas de la sección superior del “Pretilítico”, pone en duda la posibilidad de una correlación de la sección superior del “Pretilítico” con los estratos con Climacograptus de Calingasta, fundamentando la carencia de datos entre localidades tan distantes y a su vez al tipo litológico del “Pretilítico” de la zona sur de Barreal que difería del de los sedimentos del borde occidental de la Sierra de la Alumbrera. Además, a pesar de la ausencia de fósiles señalada por Mésigos (1953), Baldis (1964) destaca la presencia de una forma fósil hallada en
la parte superior de esta unidad junto a numerosos rastros de vermes. Este autor señala que esta forma había sido encontrada por Zöllner en el “Pretilítico” de la Quebrada de Cepeda, al E de Barreal y había sido posteriormente estudiada por Frenguelli (1952) quien la clasificó como
Tontalia zöllneri Frenguelli. Baldis (1964) continúa diciendo que Frenguelli la consideró como de origen algal en tanto que Amos et al. (1963) establecieron que la misma poseía una afinidad morfológica con los vermes problemáticos denominados Chondrites. Siguiendo esta última interpretación, Baldis (1964) comparó los restos hallados en la unidad con los descriptos por Simpson (1956), en su revisión de estos problemáticos, y señaló que tenían muchas semejanzas con los que se habían descripto para el Devónico. El autor finaliza diciendo que la
presencia de Chondrites y el estudio litológico del “Pretilítico”, el cual no manifiesta presencia de rocas metamórficas, le permitió descartar la posibilidad de que las rocas en consideración sean de edad precámbrica, como lo sostenían algunos autores. De este modo, Baldis (1964) concluyó que la unidad era de edad presumiblemente devónica, a pesar de que aclaró que estos elementos fósiles no eran decisivos para establecer la edad de la unidad en cuestión.
Más tarde, Padula et al. (1967) señalaron que la unidad contenía fósiles problemáticos (Chondrites) y esporas y la consideraron como de edad devónica temprana. Baldis (en Cuerda y Baldis, 1971) estableció una equivalencia entre las formaciones Hilario - Lomitas Negras y la Formación Talacasto basándose en la relación estratigráfica concordante que se
observaba entre las formaciones Hilario, Lomitas Negras y Tontal.

Fue caracterizada por Guerstein et al. (1965) en esta zona como una sucesión de areniscas y pelitas de coloración verdosa a gris verdosa con escasas variaciones laterales y exhibe un espesor de 1.450 metros al norte del río San Juan (véase Baldis y Peralta, 2000). Al sur del río San Juan, en la quebrada Km 117, dicha unidad subyace en discordancia angular a la Formación El Ratón mostrando un plegamiento cerrado y compacto que contrasta con la estructura homoclinal de la unidad suprayacente (figuras 1.2a-b y 3.5-10) (López Gamundi y Rossello, 1993). Los únicos registros paleontológicos que se conocen corresponden a trazas fósiles tipo Chondrites sp. y rastros de anélidos expuestos en la localidad de Cerro Puntudo (Baldis, 1970 en Sessarego et al., 1990). Varias muestras palinológicas fueron recolectadas por Sessarego (1988) y sólo una de ellas obtenida al norte del río San Juan (en la primera quebrada ubicada al oeste de quebrada Km 116 en elárea de Calingasta, figura 1.2b) proporcionó escasos palinomorfos. Esta asociación palinológica fue revisada en forma preliminar por Volkheimer quien reconoció quitinozoarios, acritarcas y esporas atribuyéndole una edad devónica (véase Sessarego et al., 1990). Sin embargo, no se conocen los géneros y/o especies que componen dicha asociación pues esta información nunca fue publicada (Volkheimer, com. pers., 2006). Desde el punto de vista paleoambiental, la unidad fue interpretada como un depósito de turbiditas“clásicas” (Tb-e, Tc-e) en un paleoambiente paleoambiente
de abanico submarino medio-distal (Sessarego, 1988).

La asociación palinológica de la Formación Codo se compone principalmente de acritarcas (Lophosphaeridium spp. y Cerastum sp.), y escasas esporas probremente preservadas, de los géneros Apiculiretusispora y Cyclogranisporites. Las formas asignadas a Cerastum sp. son semejantes a Cerastum perolum Turner 1991, y sólo se diferencian por presentar una pared más fuertemente ornamentada y un contorno más irregular. Este género de acritarca es hasta ahora exclusivo de depósitos marinos del Givetiano-Frasniano de Canadá y sugiere la misma edad a la asociación aquí estudiada.
Las formas dominantes asignadas al morfogénero Lophosphaeridium, carecen de valor estratigráfico y sólo se diferencian del género Leiosphaeridia por portar ornamención (véase Tappan, 1980; Servais et al., 1997). A ambos géneros se los relacionan principalmente con las Prasinophyceae, aunque también con otros grupos, entre ellos los acritarcas (e.g., Playford, 2003). Otros autores como Van Waveren y
Marcus (1993) hallaron formas comparables a algunas halladas en la Formación Codo, procedentes del Neógeno del Golfo de México, interpretadas como huevos de copépodos. Formas fósiles similares también atribuidas a este grupo de artrópodos, son registradas en sedimentitas del Albiano inferior a medio de Brasil (e.g., Lana et al.,
2007). En el Paleozoico, estas formas esferoidales podrían relacionarse con otro grupo de artrópodos, los ostrácodos, registrados en distintas partes del mundo a partir del límite Cámbrico/Ordovícico (Canudo, 2004). Si bien es cierto que se conocen registros de ostrácodos en algunas unidades devónicas de la Precordillera Central, como en las formaciones Talacasto y Punta Negra (Rosi de García y Proserpio, 1975), hasta ahora no han sido informadas formas esferoidales como las aquí presentadas en asociaciones palinológicas
procedentes de las mencionadas unidades (véase Rubinstein, 1997, 1999, 2000). Por todo lo expuesto, aunque no se puede definir la afinidad biológica de este conjunto, cualquiera de las posibles vinculaciones arriba mencionadas para Lophosphaeridium, indican un paleoambiente marino. A su vez, la presencia de esporas y restos de materia orgánica piritizada sugiere un ambiente marino marginal a plataforma proximal. Las principales causas de la baja frecuencia y mala preservación o ausencia de materia orgánica en las formaciones Codo y El Planchón se vinculan con la compleja estructura geológica de la región de Calingasta (Baldis et al., 1982). Diversos autores han
reconocido que la fuerte actividad tectónica cenozoica es evidenciada en la reactivación de antiguas fracturas relacionadas con una tectónica de bloques ocurrida durante el Devónico, y la generación de otras nuevas fracturas, las que en conjunto habrían generado importantes acortamientos en el área (e.g., von Gosen, 1992; Astini, 1996; Alonso et al., 2005 b). A esto se suma la presencia de diques o intrusiones del Tournaisiano-Viseano reconocidas en la Formación Codo por Sessarego et al. (1990) y una gran compactación y deformación por plegamiento de las rocas de ambas unidades en las secciones muestreadas. En este contexto no sería llamativa la ausencia de palinomorfos retrabajados del Devónico en la Formación El Ratón, aunque Sessarego (1988) reconoció clastos derivados de la erosión de la Formación Codo, al menos en los niveles correspondientes al Miembro Inferior. Por ello se interpreta que la materia orgánica que podrían haber contenido las rocas devónicas de esta región, habría sido destruida como consecuencia de los procesos tectónicos y magmáticos ocurridos antes del inicio del ciclo de depositación del Mississippiano.

D) Sector de la Precordillera entre el límite con San Juan y el Río Mendoza